Расчет составляющих теплового баланса

 

Расчет потока тепла в почве (V) основан на использовании данных об изменении температуры почвы с глубиной и во времена при известных теплофизических характеристиках почвы.

Поток тепла в почве за определенный интервал времени (Δ τ) находится по данным солнечного времени и влажности почвы до той глубины, где прослеживаются суточные колебания температур. Он рассчитывается по формуле:

                                   V = С / Δτ ΔТ                                                                     (14)

Где:

С – средняя для данного слоя объемная теплоемкость;

ΔТ – разность значений температуры по всему слою почвы за интервал;

Δτ – продолжительность интервала

V – поток тепла в почве

Объемная теплоемкость почвы может быть представлена в виде

                                С = Сη · ρ+ Сβ · ρη · f                                                          (15)

Где:

Сη удельная теплоемкость сухой части почвы;

Сβ - удельная теплоемкость воды,           

f - относительная влажность почвы,%

С – объемная теплоемкость почвы

Для расчета ΔT по данным измерениям температуры почвы (t) на соседних уровнях t_i и t _i + 1 и находят ее среднее значение для слоя:

                                    t_i  + (i + 1) = t_i + t _{i + 1} / 2                                                     (16)

При полевых исследованиях обычно температура почвы измеряется до глубины 20 см, тогда поток тепла (V) равен:

                               V = C / Δτ · (ΔT₁ – (а / h₂ – h₁) · δ · T₂                               (17)

Где 

ΔT – изменение средней температуры слоя за период времени Δτ;       

δ ∙ T₂ – изменение Т на уровне h₂ (20 см);       

h₁, h₂ – глубины измерения температуры почвы;

а – средний коэффициент температуропроизводности верхнего 20-ти см. слоя почвы, он характеризует скорость распространения температурных колебаний в почве.

a = M / N                                                             (18)

где

М = 26,67(0,06∙Δ'Т₀ ∙ Δ'Тs Δ'T₁₀ + Δ'T₁₅ + 0.06Δ'T₂₀)                (19)

(0,06∙Δ'Т₀ ∙ Δ'Тs Δ'T₁₀ + Δ'T₁₅ + 0.06Δ'T₂₀) – разность температур на поверхности почвы в сроки 19 и 7 ч. данных суток на глубине 5, 10, 15, 20 см.

Δt, Δе – разность температуры и упругости водяного пара на высотах 0,5 и 2,0 м:

Δt = t_0,5 – t_2,0; Δе = е_0,5 – е_2,0

Расчетные формулы этого метода имеют вид:

                                Р = (B – V) · Δt / (Δt + 1,56Δe)                                            (20)

                               LE = (B – V) · Δе / (Δе + 0, 64Δt)                                         (21)

Если хоть одно условие не выполняется, то для расчетов Р и LE используется метод турбулентной диффузии:

                                Р = 1,35 К1 · Δt                                                                     (22)

                                LE = 2,1 K1 · Δe                                                                   (23)

K₁ – коэффициент турбулентности на h = 1м. Рабочая формула для расчета K₁, где среднее атмосферное давление отличается от стандартного (1000 гПа) не более чем на + 100гПа методом теплового баланса имеет вид:

                                K1 = 0,74(B – V) / (Δt + 1,56Δe)                                         (24)

                                K1 = 0,104 · ΔU f(Ri)                                                           (25)

ΔU – разность скоростей ветра на высоте 2м. и 0,5м:

                                ΔU = U2,0 – U0,5                                                                 (26)

                        f(R_i) = 1 + 26(R_i) + √(1 + 26(R_i))² – 1,                                             

                                             Если R_i < 0                                                             (27)

                     f(R_i) = 1 + 10,3(R_i) - √(1 + 10,3(R_i))² – 1,                                          

                                             Если R_i > 0                                                             (28)

                                         R_i = -0,048 · ΔU²                                                          (29)

Расчет K₁ по этой формуле производится только в тех случаях, когда ΔU > 0,2 м/с и когда сочетание Δt и ΔU такие, что не получается такого К₁ < 0, не имеющие физического смысла [5].

Приборы для производства наблюдений:

1. Аспирационный психрометр МВ-4М комплект из 2 шт.;

2. Анемометр ручной чашечки МС- 13, 2 шт.

3. Полевой ветромер;

4. Напочвенный термометр (срочный);

5. Коленчатые термометры Савинова в комплекте;

6. Почвенно-вытяжные термометры;

7. Станционный чашечный ртутный барометр;

8. Психрометрические таблицы.

Альбедосъёмка

 

Общие положения

Альбедо естественной поверхности называют процентное отношение интенсивности радиации, отраженной поверхностью Rk к интенсивности радиации, приходящий на данную поверхность Q:

A=R/Q·100%                                                             (30)

Альбедо может иметь годовой и суточный ход. Суточный ход альбедо обусловлен изменением отраженной способности подстилающей поверхности в зависимости от высоты солнца. С уменьшением высоты солнца альбедо в большинстве случаев увеличивается, наименьшие изменение альбедо отмечается в околополуденные часы.

Различают несколько видов альбедо:

– интегральное, для всего потока радиации

– спектральное, для отдельных спектральных участков

– визуальное альбедо, для радиации в видимом участке спектра [3].

 

Выбор места

 

Альбедо поверхности почвы зависит от типа почвы, ее цвета, структуры, влажности. Альбедо неувлажненных почв колеблется в пределах 8 – 43%. Альбедо влажной почвы меньше альбедо сухой на 3 - 8%. В дневном ходе альбедо изменяется от максимальных значений при малой высоте солнца до минимальной. 

Альбедо травяного покрова колеблется от 10 до 28% в зависимости от густоты цвета и сочности травы. Альбедо влажной травы меньше на 2 – 3% меньше альбедо сухой.    

Альбедо водных поверхностей (озер, морей) сильно зависит от высоты солнца и соотношения между прямой и рассеянной радиацией. Альбедо гладкой поверхности моря при больших высотах солнца для прямой солнечной радиации равно 2%, но оно очень увеличивается, при уменьшении высоты солнца. Значение альбедо поверхности моря для рассеянной радиации изменяются в пределах 4 – 18% (среднее значение 10%) в зависимости от распределения по небесному своду облачности и ее характера. Кроме того, альбедо поверхности воды зависит от количества облаков, степени волнения и характеристик водоемов (глубины, прозрачности, альбедо дна). Среднемесячные значения альбедо водной поверхности больших естественных водоемов в течение мая-сентября находится в пределах 7 – 11%, для мелких – 11-16%. Волнение и облачность уменьшают альбедо при высоте солнца менее 30°.

Альбедо снежного покрова сильно изменяется в зависимости от характера снежной поверхности. Для свежевыпавшего сухого снега альбедо приближается к 90%, а альбедо грязного влажного снега уменьшается до 20-30%.

Альбедо зависит от их формы и увеличивается с возрастанием мощности облачного покрова. Наибольшее значение альбедо наблюдается в случае мощной кучевой облачности, а также высоко-кучевой и слоисто-кучевой облачности. Численные значения альбедо этих облаков достаточно велики и могут изменяться в передах 45-73%. Среднее значение альбедо облаков принимается равным 50-55% [3].

 

Используемые приборы

 

Для определения альбедо различных подстилающих поверхностей используют следующие приборы: - походный альбедометр;

- рейка для крепления походного альбедометр;

- переносная установка;

- гальванометр [3].